A identificação dos minerais está baseada no estudo de suas propriedades físicas mais elementares como densidade, dureza, cor, brilho e clivagem, até propriedades mais complexas como as propriedades óticas, elétricas e magnéticas. Serão apresentadas a seguir apenas as propriedades físicas particularmente mais úteis na rápida identificação dos minerais.

1. PONTIFÍCIA UNIVERSIDADE CATÓLICA DE CAMPINAS
Centro de Ciências Exatas, Ambientais e de Tecnologias
Faculdade de Química
MINERALOGIA
MATERIAL DE APOIO
1º semestre/ 2012

2. 2
IDENTIFICAÇÃO DOS MINERAIS
A identificação dos minerais está baseada no estudo de suas propriedades físicas mais
elementares como densidade, dureza, cor, brilho e clivagem, até propriedades mais complexas como as
propriedades óticas, elétricas e magnéticas. Serão apresentadas a seguir apenas as propriedades físicas
particularmente mais úteis na rápida identificação dos minerais.
1. DEFINIÇÕES
Mineral: Pode ser definido como um sólido homogêneo de ocorrência natural, formado por processos
inorgânicos, com composição química definida (mas não fixa) e arranjo atômico ordenado (Berry &
Mason, 1959). Nesta definição estão envolvidos vários aspectos que caracterizam as substâncias
cristalinas naturais.
 Sólido homogêneo: formado por uma única fase sólida. Não podendo ser separado em compostos
mais simples por nenhum processo físico. Ocorrência natural: somente substâncias não formadas
pela ação direta ou indireta do homem.
 Formado por processos inorgânicos: exclui os sólidos homogêneos formados por sistemas
biológicos, animais ou plantas.
 Composição química definida: cuja composição química pode ser expressa por uma fórmula
química. Não fixa, pois a composição pode variar dentro de determinados limites.
 Arranjo atômico ordenado: característico do estado cristalino. Todavia alguns minerais são
amorfos. Mas o estado amorfo não é estável e tendem a cristalizar com o tempo geológico.
Cristal: a palavra “cristal” deriva do grego e significa “gelo” e foi empregada originalmente para designar
cristal de rocha ou quartzo, o qual se acreditava ser gelo petrificado. Ainda hoje se emprega o termo
cristal para qualquer quartzo transparente e incolor e para o vidro com chumbo empregado para
fabricação de copos, vasos, etc.
Há várias definições para cristal, tais como:
“Cristal é um poliedro convexo limitado por faces planas e arestas retilíneas”.
“Cristal é um sólido homogêneo com ordem interna regular dos átomos ou íons constituintes”.
“Cristal é uma substância anisotrópica em relação às propriedades físicas vetoriais, das quais
alguma é descontínua.”
Quanto à primeira definição, ela é considerada incompleta na atualidade. Isto devido às
superfícies planas que limitam alguns cristais serem apenas conseqüência do arranjo interno
tridimensional ordenado das unidades atômicas. Somente quando o cristal tem espaço para crescer em
todas as direções é que se desenvolvem as suas faces. A maioria apesar do contorno irregular não deixa
de ser cristalino. Mesmo um cristal de faces bem formadas não deixará de ser cristalino, se por algum
acidente qualquer, ele se quebrar em vários fragmentos irregulares. Portanto, as faces planas não são o
pré-requisito indispensável para que um sólido seja cristalino. Como ocorre nos gases, líquidos e vidros,
ocorre também nas substâncias amorfas uma distribuição desordenada e aleatória das partículas
químicas constituintes. Estes são, assim, isótropos em relação às propriedades físicas. Isto é, as
propriedades físicas apresentam estatisticamente o mesmo valor em qualquer direção considerada. Nos
cristais ocorre uma anisotropia em relação às propriedades físicas vetoriais e geométricas, isto é, o valor
destas propriedades varia com a direção nas quais elas são medidas como conseqüência do arranjo
tridimensional ordenado das unidades constituintes. Porém, isto não significa que os cristais são
anisotrópicos em relação a todas as propriedades físicas vetoriais. Por exemplo, cristais do sistema
cúbico são isótropos em relação à velocidade de propagação da luz, mas são anisotrópicos em relação a
outras propriedades físicas vetoriais como a dureza.
Na terceira definição é considerada apenas a anisotropia e não os caracteres morfológicos para a
caracterização de um cristal. De acordo com esta definição os cristais são anisotrópicos em relação às
propriedades físicas vetoriais, das quais alguma é descontínua. Entende-se por propriedade física
vetorial descontínua a propriedade que sofre uma brusca e grande variação ao se passar de uma direção
de propagação para outra vizinha. Exemplo, a velocidade de crescimento do cristal. Se um cristal fosse
isótropo para a velocidade de crescimento ele seria esférico. Se a velocidade de crescimento fosse uma
propriedade física vetorial contínua o cristal seria, por exemplo, um elipsóide de rotação. Mas os cristais,

3. 3
quando as condições de crescimento forem adequadas, são poliedros de faces planas, que reflete a
descontinuidade desta propriedade.
Rocha: Apresenta várias definições e a mais aceita é: um agregado natural formado por um ou mais
minerais (podendo, eventualmente, tratar-se de vidro vulcânico ou matéria orgânica), que constitui parte
essencial da crosta terrestre, podendo na maioria das vezes ser representada em mapas geológicos. São
elas (as rochas) nitidamente individualizadas, porque os minerais se agregam obedecendo a leis físicas,
químicas ou físico-químicas dependendo das condições em que se forma esta ou aquela rocha. Esta
agregação, portanto, não se dá ao acaso. Não é necessário que a rocha seja consolidada. As areias, as
argilas, etc., desde que representem corpos independentes, individualizados e extensos, são
consideradas rochas (sedimentos). De acordo com sua origem (gênese) as rochas podem ser divididas
em 3 tipos fundamentais: Rochas ígneas ou magmáticas, sedimentares ou metamórficas.
Mineral-minério: É qualquer mineral que pode ser aproveitado economicamente para a extração de um
ou mais metais. Ex.: Hematita [Fe2O3] é o mineral-minério de Ferro.
Ganga: Mineral ou minerais desprovido(s) ou de valor secundário que acompanha (m) o mineral-minério.
Minério: É uma associação de minerais da qual se pode extrair, com aproveito econômico, uma ou mais
substâncias úteis, sejam metais, sejam elementos ou compostos químicos. Em geral é uma associação
de mineral-minério e ganga.
Mineral-industrial: Mineral que é matéria-prima para a indústria e não para a extração de um elemento.
Ex.: Asbesto (amianto) = isolante térmico; argilas = cerâmicas; quartzo = eletrônica, ótica.
2. PROPRIEDADES FÍSICAS DOS MINERAIS
As propriedades físicas dos minerais são o resultado direto de sua composição química e de
suas características estruturais. Existe um conjunto de propriedades físicas que podem ser examinadas
ou testadas rapidamente, com auxílio de instrumentos simples como um imã, uma lupa de mão, um
canivete e uma placa de porcelana. Com, freqüência estas propriedades são suficientes para a
identificação de um mineral desconhecido e, pela facilidade de seu estudo, são de emprego corriqueiro
por mineralogistas, tanto no campo como em laboratório. As propriedades a serem estudadas nesta aula
e aplicadas nas próximas aulas do curso são as seguintes: hábito, clivagem, partição, fratura, dureza,
tenacidade, densidade relativa, magnetismo, cor, traço e brilho.
A determinação das propriedades físicas dos minerais, portanto, constitui importante auxílio na
sua identificação. Portanto, o estudo dessas propriedades possibilita deduções relativas sobre a sua
estrutura cristalina e sobre sua composição química. Além disso, alguns minerais devem sua utilização
técnica exclusivamente a suas propriedades físicas. Por exemplo, a alta dureza do diamante é
responsável pela sua eficiência como abrasivo. Ao fenômeno de piezoeletricidade do quartzo
(capacidade de indução das cargas elétricas positivas e negativas por deformação mecânica) se deve o
seu emprego na indústria eletrônica. Logo, as propriedades físicas dos minerais devem, portanto, ser
consideradas sob três aspectos: científico, técnico e determinativo.
2.1 – HÁBITO
Por hábito de um mineral se entende a(s) forma(s) com a qual ele aparece freqüentemente na
natureza, por exemplo: como prismas alongados; como cristais tabulares (achatados); como agregados
cristalinos com arranjos geométricos característicos; ou mesmo como grãos sem uma forma definida.
Muitas espécies minerais ocorrem preferencialmente com um determinado hábito. Por exemplo, cristais
de magnetita Fe3O4 são freqüentemente octaédricos, pirita FeS2 comumente ocorre como cristais em
forma de cubos, e as micas ocorrem como lamelas. Embora nem sempre um determinado mineral tenha
que apresentar seu hábito característico, o fato de que isto ocorra com freqüência é de grande auxílio na
sua identificação.

4. 4
A lista a seguir inclui os termos mais comumente usados na descrição do hábito dos minerais,
alguns deles estão representados na figura abaixo.
Figura 1 – Alguns hábitos minerais comuns. Adaptado de Klein, C. e Dutrow, B. Manual of Mineral
Science. 23
a
Ed. 2008
Prismático: os cristais do mineral são freqüentemente constituídos por prismas (ou combinações de
mais de um prisma). Usualmente são empregados adjetivos para qualificar os cristais prismáticos, como
colunares (prismas alongados, com uma direção, geralmente coincidente com o eixo c mais
desenvolvida que as demais); aciculares (muito alongados e finos, com forma que lembra uma agulha);
fibrosos, capilares ou filiformes (ainda mais finos, lembrando fios de cabelo); tabulares (achatados,
com duas direções mais bem desenvolvidas do que a terceira); laminares (alongados e achatados, como
a lâmina de uma faca).

5. 5
Cúbico, octaédrico, dodecaédrico, romboédrico, etc: mineral caracterizado pela ocorrência freqüente
de cristais com as formas citadas.
Micáceo: cristais tabulares ou lamelares formados por placas finas (como as micas).
Euédrico, subédrico, anaédrico. mineral ocorre comumente como cristais bem formados (euédricos),
ou com apenas algumas faces bem desenvolvidas (subédricos), ou ainda como grãos sem faces
cristalinas presentes (anaédricos) embora deva ser ressaltado que a ausência de formas cristalinas
visíveis externamente não signifique que o mineral não possua uma estrutura cristalina ordenada.
Muitos dos termos acima, especialmente os relativos a prismas, podem ser igualmente aplicados
a agregados de cristais (por exemplo, agregados colunares, agregados aciculares, etc.). Os seguintes
termos são específicos da descrição de agregados cristalinos:
Dendrítico: arborescente, em ramos divergentes, como os de uma planta.
Divergente ou radiado: agregado de cristais (geralmente prismas colunares, aciculares ou tabulares)
divergentes a partir de um ponto central. Tipos específicos de agregados radiais podem ser:
a) Globular: agregados de cristais radiais, formando pequenas superfícies esféricas ou
semiesféricas.
b) Botroidal: formas globulares assemelhando-se (em tamanho dos glóbulos) a um cacho de
uvas.
c) Mamelonar: grandes superfícies arredondadas, semelhantes a mamas, formadas por
indivíduos radiais ou divergentes.
d) Reniforme: agregados radiados terminando em formas arredondadas com forma de Rins.
e) Coloforme: termo genérico aplicado a formas arredondadas compostas de agregados
radiados, sem levar em conta o tamanho.
Granular: agregado simplesmente composto por grãos (sem nenhuma conotação específica de forma ou
tamanho).
Concêntrico: camadas mais ou menos esféricas, superpostas umas às outras.
Pisolítico: massas arredondadas, mais ou menos do tamanho de ervilhas.
Oolítico: massa arredondadas, mais ou menos do tamanho de ovas de peixe.
Bandado: mineral formado por camadas de diferentes cores ou texturas.
Maciço: material compacto, sem formas ou feições especiais.
Outros termos específicos, relacionados ao modo de ocorrência do agregado:
Drusa: superfície coberta de pequenos cristais.
Geodo: cavidade (em uma rocha) cuja superfície é coberta de pequenos cristais.
Concreção: massas formadas por deposição de material em torno de um núcleo. Algumas concreções
são esféricas, mas outras podem ter forma variável.
Estalactite: agregados em cilindros ou cones pendentes (como por exemplo, em cavernas calcárias).
Estalagmite: agregados em cilindros ou cones ascendentes (como por exemplo, em cavernas calcárias).

6. 6
2.2 - CLIVAGEM, PARTIÇÃO e FRATURA
Um mineral pode apresentar tendência a se romper segundo planos preferenciais, quando
submetido a um esforço externo. Este comportamento está diretamente relacionado ao tipo de ligação
química envolvida e à eventual presença de defeitos ou descontinuidades na estrutura cristalina. Em
presença de um esforço externo um cristal poderá apresentar tendência a se romper ao longo de
direções em que:
• A força de ligação é menor;
• Existem menos ligações por unidade de volume;
• Existem defeitos estruturais;
• Existe um maior espaçamento interplanar, embora as ligações químicas sejam do mesmo tipo.
Clivagem, partição e fraturas são propriedades físicas diferentes. A distinção entre elas é
extremamente importante do ponto de vista da identificação de minerais:
CLIVAGEM: tendência de o mineral partir-se paralelamente a planos atômicos identificados por índices
de Miller, tais como faces do cristal. Os planos de clivagem são, portanto, repetitivos desde a escala
mesoscópica (do cristal) a escala microscópica e até a escala da própria estrutura cristalina. A clivagem é
sempre consistente com a simetria do cristal. Para estudar a clivagem de um mineral não é suficiente
apenas reconhecê-la, mas é necessário caracterizá-la em termos de sua orientação e sua qualidade. Em
termos de orientação (geometria) a clivagem pode ser descrita por adjetivos que a relacionam com
formas cristalinas, apresentados na Figura 2. Assim, pode-se caracterizar a clivagem como cúbica (como
na galena, PbS), octaédrica (como no diamante, C), dodecaédrica (como na esfalerita, ZnS),
romboédrica (como na calcita, CaCO3), prismática (como nos piroxênios e anfibólios), pinacoidal
(como a clivagem basal das micas), etc. Uma outra maneira de expressar esse conceito é utilizando os
índices de Miller para a forma cristalina em questão, como {111} para a clivagem octaédrica. Vimos que a
clivagem está intrinsecamente relacionada à estrutura cristalina. Portanto, se um mineral possui uma
determinada direção de clivagem, existe o potencial para ocorrerem inúmeros planos de clivagem ao
longo daquela direção.
Figura 2 – Clivagem e sua relação com as formas. (a) Cúbica (3 direções de clivagem paralelas às faces
do cubo). (b) Octaédrica (4 direções). (c) Dodecaédrica (6 direções). (d) Romboédrica (3 direções). (e)
Prismática (2 direções) e pinacoidal (1 direção). (f) Pinacoidal, basal (1 direção).

7. 7
Entretanto, nem sempre a clivagem é perfeitamente desenvolvida nos cristais. Assim, devem-se
utilizar adjetivos para caracterizar a qualidade da clivagem. Isto é feito de acordo com uma escala
comparativa e empírica. Assim, pode-se dizer que uma clivagem é excelente (como a clivagem basal
das micas e da grafita), boa, pobre ou ruim. Finalmente, alguns minerais se caracterizam pela ausência
de clivagem. O quartzo, um dos minerais mais comuns não apresenta clivagem.
Importância da Clivagem: Do ponto de vista de aplicação técnica, a clivagem é de grande importância,
pois o emprego industrial de vários minerais depende dela. Por exemplo, a facilidade de se clivar a
muscovita (uma mica) em placas muito delgadas e as suas propriedades dielétricas, constituem a base
de seu uso em equipamentos elétricos. As qualidades lubrificantes do talco e da grafita resultam de sua
baixa dureza e da facilidade com que se partem ao longo de superfícies de clivagem. A clivagem é uma
propriedade diagnóstica muito importante. A observação cuidadosa da clivagem pode auxiliar na
determinação do sistema cristalino do mineral em pequenos fragmentos. Por exemplo, um mineral com
uma única direção de clivagem não pode pertencer ao sistema cúbico, pois nesse sistema qualquer tipo
de clivagem tem mais de duas direções. De modo análogo, um mineral com três direções de clivagem,
todas de qualidade diferente, provavelmente pertencem ao sistema ortorrômbico, monoclínico ou
triclínico; se as três de clivagem fizerem entre si ângulos retos, o sistema tem de ser ortorrômbico.
PARTIÇÃO: Assim como a clivagem, a partição também está associada a planos cristalográficos, mas
não é tão bem desenvolvida. A partição pode ter outras causas, como a presença de planos de
geminação no cristal ou ocorrer como resposta à aplicação de pressão. Assim, ao contrário do que ocorre
com a clivagem, alguns indivíduos de uma espécie mineral podem apresentar partição enquanto outros
não a possuem. Por exemplo, em uma população de cristais de um determinado mineral, pode ocorrer
que apenas os cristais geminados ou submetidos a pressão apresentem planos de partição visíveis.
Outro critério útil para distinguir clivagem de partição é o caráter menos penetrativo da última. Por
exemplo, um cristal pode se partir ao longo de planos de geminação relativamente espaçados entre si, e
ao mesmo tempo fraturar-se de maneira irregular na região entre dois planos de partição. Exemplos
comuns de partição incluem a partição octaédrica da magnetita, a partição basal dos piroxênios (Figura
3a) e a partição romboédrica do coríndon (Figura 3b).
Figura 3 – Partição basal, piroxênio. (b) Partição romboédrica, coríndon.
FRATURA: Refere-se à maneira pela qual o mineral se rompe, exceto aquelas controladas pelas
propriedades de clivagem e partição. Ocorre quando a força das ligações químicas é mais ou menos a
mesma em todas as direções e, portanto, o rompimento não ocorre ao longo de nenhuma direção
cristalográfica em particular. Assim, ao estudar as fraturas de um mineral, o estilo de fraturamento é a
observação importante a ser feita. Alguns minerais apresentam estilos de fratura característicos, o que
pode auxiliar na sua identificação. Os termos mais comuns usados para descrever fraturas em um
mineral são: conchoidal (superfícies lisas e curvas, semelhantes à parte interna de uma concha, comum
vidro e no mineral quartzo), fibrosa (quando o mineral se rompe formando estilhaços ou fibras),
serrilhada (superfície dentada, irregular, com bordas cortantes), irregular (superfícies rugosas e
irregulares).

8. 8
2.3 - DUREZA
Esta é uma das mais importantes propriedades para a identificação de muitos minerais. Define-se
como dureza de um mineral a resistência que uma superfície lisa do mineral apresenta a ser arranhada
(sulcada) por outro material (outro mineral, a ponta de uma faca, etc.). Em última instância, a dureza de
um mineral está relacionada à reação da estrutura cristalina à aplicação de esforço sem ruptura. Em
cristais formados essencialmente por ligações metálicas, os quais podem fluir plasticamente, o atrito de
um material de dureza mais alta contra a superfície do cristal tende a produzir um sulco. Minerais
formados por ligações iônicas ou covalentes tendem a apresentar um comportamento mais rúptil. Ao
serem submetidos ao mesmo teste, a produção do sulco poderá ser acompanhada da produção de pó do
mineral mais mole. Em compostos iônicos o tamanho e a carga dos íons envolvidos afetam a dureza do
mineral.
Assim, para um grupo de substâncias diferentes com o mesmo tipo de estrutura cristalina, quanto
maior a distância interiônica e quanto menores as cargas dos íons, mais fraca será a ligação e,
conseqüentemente, menor será a dureza do mineral. É importante ressaltar que a força global de uma
estrutura cristalina é dada por uma combinação dos diferentes tipos de ligação química presentes, mas a
dureza desta mesma estrutura é uma expressão da sua ligação mais fraca. A dureza é uma característica
de cada mineral, e pode ser avaliada quantitativamente através do uso de equipamentos adequados.
Entretanto, sua principal utilidade na identificação mineralógica consiste em estimar qualitativamente a
dureza do mineral que se deseja identificar, comparando-o com outros minerais e/ou materiais de dureza
conhecida. O teste de dureza baseia-se no fato de que um mineral de dureza mais alta é capaz de
provocar um sulco em um mineral de dureza mais baixa, mas o segundo não é capaz de sulcar o
primeiro. O mineralogista austríaco F. Mohs em 1822 idealizou uma escala de dureza com base em dez
minerais relativamente comuns, aos quais atribuiu graus de dureza relativa de um a dez. Esta escala
ficou conhecida como Escala de Dureza de Mohs (Fig. 4) e é de uso corrente entre mineralogistas e
outras pessoas interessadas na identificação de minerais.
Figura 4 - Escala de Mohs em função da dureza absoluta de cada mineral.

9. 9
O fato da escala permanecer inalterada até hoje se deve à perspicácia de Mohs que adotou
minerais comuns de maneira que os intervalos da escala fossem o mais constante possível. Portanto, se
um mineral que se deseja identificar é capaz de sulcar a fluorita, mas não sulca a apatita, pode-se dizer
que este mineral tem uma dureza entre 4 e 5. Um grupo de materiais de fácil acesso pode ser usado para
testar dureza, em complemento aos minerais da escala. Assim, a unha humana possui dureza pouco
acima de 2 (sulca o talco e a gipsita, mas não sulca a calcita); o cobre tem dureza pouco abaixo de 3; o
aço comum tem dureza pouco acima de cinco; o vidro comum tem dureza 5,5 , o aço temperado tem
dureza 6,5; etc. Ao avaliar a dureza de qualquer mineral é imprescindível realizar o teste nos dois
sentidos (ou seja tentar sulcar o mineral A com o mineral B e vice-versa), porque um mineral
excessivamente friável (pulverulento) ou quebradiço pode ser fisicamente desagregado por outro, mesmo
que este possua dureza mais baixa. Em termos de dureza absoluta, a progressão de talco (dureza 1) até
diamante (dureza 10) não é linear, mas segue uma curva exponencial, de tal maneira que a diferença de
dureza entre o diamante (10) e o coríndon (9) é muito maior do que a diferença de dureza entre a gipsita
(2) e o talco (1). Como a dureza é uma propriedade direcional, alguns minerais possuem dureza diferente
segundo direções cristalográficas distintas. Quando ocorre, este fato freqüentemente auxilia na
identificação do mineral. Por exemplo, os cristais de cianita possuem dureza igual a 5 na direção do
comprimento e dureza igual a 7 na direção perpendicular ao comprimento.
A dureza dos minerais está diretamente ligada à estrutura do cristal e pode ser considerada como
sendo a resistência da estrutura à deformação mecânica, que depende, essencialmente:
Do tamanho de átomos e íons: A dureza é tanto maior quanto menores forem os átomos e íons.
Exemplo é o grupo isomorfo (de mesma estrutura cristalina) dos carbonatos do Sistema Trigonal ou
Romboédrico, conforme quadro a seguir:
Mineral Fórmula Química Cátion Raio Iônico Dureza
Calcita CaCO3 Ca
+2
0,99 A 3,0
Magnesita MgCO3 Mg
2+
0,66 A 4,5
Da valência ou carga dos íons: A dureza avança com a valência ou carga dos íons, ilustrados a seguir:
Mineral Fórmula Química Cátion Raio Iônico Dureza
Nitrato de Sódio NaNO3 Na
+
0,97 A 2,0
Calcita CaCO3 Ca
+2
0,99 A 3,0
Esses dois cristais pertencem ao sistema trigonal (isto é, possuem mesma estrutura interna) e os
raios iônicos dos cátions são aproximadamente iguais, variando apenas a valência.
A dureza aumenta com a densidade de empacotamento dos átomos: Exemplos são os polimorfos do
carbono (de mesma composição química e arranjos atômicos diferentes) e os polimorfos do carbonato de
cálcio, ilustrados a seguir:
ESCALA DE MOHS
1. TALCO 2. GIPSITA 3. CALCITA 4. FLUORITA 5. APATITA 6. ORTOCLÁSIO
7. QUARTZO 8. TOPÁZIO 9. CORÍNDON 10. DIAMANTE

10. 10
Mineral Fórmula Química Dureza Sistema Cristalino
Diamante C 10 Cúbico
Grafita C 1 Hexagonal
Mineral Fórmula Química Dureza Sistema Cristalino
Calcita CaCO3 3 Romboédrico
Aragonita CaCO3 3,5 Ortorrômbico
Sugestões práticas para a determinação da dureza relativa
1 - A dureza deve ser medida sobre uma superfície não alterada, não intemperizada;
2 - A superfície deve ser relativamente lisa. Agregados granulares de um mesmo mineral terão dureza
mais baixa do que o real pelo fato dos grãos se desagregarem;
3 - Não confundir risco (sulco que o mineral mais duro deixa no mais mole) com traço (linha de pó que o
mineral mais mole deixa no mais duro);
4 - Minerais de mesma dureza podem riscar-se mutuamente. É importante inverter o ensaio (tente riscar
o mineral A com o B e a superfície do B com o A).
2.4 – TENACIDADE
A tenacidade é uma medida da coesão de um mineral, ou seja, a sua resistência a ser quebrado,
esmagado, dobrado ou rasgado. A tenacidade não guarda necessariamente relação com a dureza. O
exemplo clássico desta diferença é o diamante, que possui dureza muito elevada, mas tenacidade
relativamente baixa, quando submetido a um impacto. Os seguintes termos qualitativos são usados para
expressar tenacidade de um mineral:
Quebradiço: o mineral se rompe ou é pulverizado com facilidade;
Maleável: o mineral pode ser transformado em lâminas, por aplicação de impacto;
Séctil: o mineral pode ser cortado por uma lâmina de aço;
Dúctil: o mineral pode ser estirado para formar fios;
Flexível: o mineral pode ser curvado, mas não retorna a sua forma original, depois de cessado o esforço;
Elástico: o mineral pode ser curvado, mas volta à sua forma original, depois de cessado o esforço.
Propriedades como ductibilidade, sectibilidade e maleabilidade são típicas de materiais
constituídos por ligações metálicas. Neste tipo de ligação o material é considerado como cátions imersos
em uma nuvem de elétrons de alta mobilidade. Quando é aplicado um esforço externo, os cátions podem
mover-se relativamente uns aos outros sem necessariamente originar forças eletrostáticas repulsivas (e,
conseqüentemente, sem perder coesão). O comportamento flexível é típico de minerais com estruturas
em folha, como talco e clorita, onde as folhas são unidas entre si por forças de van der Waals ou ligações
de hidrogênio (quando submetida a um esforço externo, a estrutura desliza ao longo dessas ligações
mais fracas). Outro grupo de minerais com estrutura em folha, as micas, apresenta propriedades
elásticas, porque nestes minerais as camadas da estrutura são mantidas unidas entre si por ligações
iônicas envolvendo álcalis como K
+
(consideravelmente mais fortes do que as forças de van der Waals).
2.5 - DENSIDADE RELATIVA
A propriedade é definida como a relação entre o peso do mineral e o peso de um volume igual de
água pura, é um número adimensional, e não tem o mesmo significado que peso específico (medido em
unidades de peso por unidade de volume). A densidade relativa é característica para cada mineral, e
depende basicamente de dois fatores: os elementos químicos que constituem o mineral e a maneira
como estes elementos estão arranjados dentro da estrutura cristalina. Os efeitos destes fatores podem
ser facilmente avaliados comparando-se: a) minerais com estrutura semelhante, mas composição
distinta, como os carbonatos ortorrômbicos de Ca, Sr, Ba e Pb, onde a densidade relativa aumenta com o
aumento do peso atômico do cátion, de 2,95 na aragonita (CaCO3) até 6,55 na cerussita (PbCO3). Por

11. 11
outro lado, a diferença de densidade relativa entre o carbono puro na forma de grafite (2,2) e de diamante
(3,5) ilustra o efeito da estrutura cristalina sobre esta propriedade. Existem vários métodos de
determinação quantitativa de densidade em minerais, com o uso de equipamentos adequados (balança
de Jolly, balança de Berman, picnômetro), líquidos pesados (bromofórmio, iodeto de metileno, etc.), ou
cálculos com base na cela unitária do mineral. Para o reconhecimento desta propriedade, pode-se
estimar a densidade relativa por comparação entre amostras de diferentes minerais. Associada ao estudo
de outras propriedades físicas, esta análise comparativa de densidade é muitas vezes uma ferramenta
fundamental na identificação de minerais. Assim, a densidade depende essencialmente:
- Do peso atômico dos átomos que constituem o mineral: nos compostos isoestruturais (mesmo
arranjo tridimensional regular dos átomos constituintes), como o grupo dos Carbonatos Ortorrômbicos,
terão densidade maior os minerais constituídos de átomos mais pesados. Conforme ilustrado a seguir:
Mineral Peso Atômico do Cátion Densidade Relativa
Aragonita (CaCO3) Ca = 40,08 2,95
Estroncianita (SrCO3) Sr = 87,63 3,70
Witherita (BaCO3) Ba = 137,36 4,25
Cerussita (PbCO3) Pb = 207,21 6,55
Muitos pares de minerais isoestruturais formam séries de soluções sólidas em que a composição
química varia continuamente. Nestas séries há uma mudança contínua da densidade relativa. Por
exemplo, a olivina é uma série de solução sólida entre a Forsterita (Fo) [Mg2SiO4; d = 3,22] e Fayalita
(Fa) [Fe2SiO4; d = 4,41]. A determinação da densidade permite determinar com uma boa aproximação a
composição química da espécie de olivina.
- Do arranjo estrutural dos átomos (empacotamento dos átomos): A influência da estrutura cristalina
do mineral na sua densidade relativa é outro aspecto diagnóstico, que pode ser observada nos polimorfos
(compostos minerais, cuja composição química é invariável e o arranjo estrutural dos átomos varia),
conforme exemplificado a seguir:
Mineral Composição Química Densidade Relativa Sistema Cristalino
Diamante C 3,5 Cúbico
Grafita C 2,2 Hexagonal
- Do raio dos elementos constituintes: Que, às vezes, compensa o aumento do peso atômico. Em
geral, quanto maior o raio menor a densidade. Vide exemplo a seguir:
Mineral Composição
Química
Raio iônico do
cátion
Densidade
relativa
Peso atômico
Silvita KCl I K = 1,33 A 1,98 K = 39
Halita NaC Na = 0,98 A 2,17 Na = 23
No caso dos dois minerais acima, ambos pertencem ao sistema cúbico.
2.5 – MAGNETISMO
Quando colocados num campo magnético, os minerais podem ou não adquirir propriedades
magnéticas. Em outras palavras, eles concentram ou não, no seu interior, as linhas de força do campo
magnético em que se situam. Quanto ao seu caráter magnético, os minerais classificam-se em:
- Diamagnéticos: minerais que parcialmente repelem do seu interior as linhas de força do campo
magnético no qual são colocados. Esses minerais não se magnetizam quando colocados num campo
magnético. Ex.: Quartzo (SiO2); Fluorita (CaF2); Halita (NaCl); Calcita (CaCO3), Bi; Au; Ag; etc.
- Paramagnéticos: Minerais que são atraídos por um imã. Ficam magnetizados quando colocados num
campo magnético. Ex.: Rutilo (TiO2); Berilo (Be3Al2Si6O18) e todos minerais que contêm ferro (olivina,
granada, piroxênios, anfibólios, etc.). O caráter paramagnético varia de mineral para mineral, isto é, cada
mineral é atraído pelo imã com intensidade diferente.

12. 12
- Ferromagnéticos: Constituem um subgrupo de minerais que são intensamente atraídos por um imã
qualquer. Eles podem ficar magnetizados permanentemente. Ex.: Magnetita (FeOFe2O3) e Pirrotita (Fe1-
xS; sendo x = 0 a 0,2). A magnetita pode apresentar, ocasionalmente, um magnetismo remanescente, ou
melhor, uma polaridade magnética. O pólo magnético norte da amostra orienta-se sempre para o pólo
magnético terrestre sul, isto é, a amostra é uma agulha magnética. Estas amostras de magnetita são, a
muito, conhecidas, pois Marco Polo já encontrou com os chineses bússolas primitivas onde se
empregavam agulhas de magnetita.
Exemplos de emprego prático das propriedades magnéticas dos minerais são: 1) Separação
dos minerais dia- e paramagnéticos e dos paramagnéticos entre si, através de um eletroímã de campo
magnético variável. 2) Prospecção de jazidas através de magnetômetros, que são aparelhos destinados
a medir variações no campo magnético terrestre.
2.6 - COR
Esta é provavelmente a primeira propriedade física a chamar a atenção quando alguém examina
um mineral. O que o nosso cérebro interpreta como cor é, na verdade, o resultado da absorção seletiva
de determinados comprimentos de onda da luz que atravessa o mineral. Os comprimentos de onda que
não são absorvidos tornam-se dominantes no espectro que emerge do mineral, e a combinação destes
comprimentos de onda é o que é percebido como cor. A maior parte dos mecanismos que produzem cor
são produtos da interação de ondas luminosas com elétrons. A origem da cor em minerais está ligada a
uma variedade de razões, tais como a presença de íons metálicos (em especial metais de transição
como Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni e Cu), fenômenos de transferência de carga, efeitos de radiação
ionizante, entre outros. Para muitos minerais a cor é uma característica importante na sua identificação,
enquanto para outros ela é tão variável que não pode ser usada como um critério. Devido à possibilidade
de alteração de muitos minerais por contato com o ar, água, etc., a cor deve ser sempre observada
preferencialmente em uma fratura recente do mineral.
Metais de transição: podem estar presentes em minerais em quantidades importantes (como os
constituintes principais) ou em quantidades muito pequenas (como impurezas). Em ambos os casos,
estes elementos podem provocar o aparecimento de cor. Em estruturas cristalinas que admitem
substituições de grandes quantidades de um cátion por outro, as variações químicas podem implicar em
um amplo espectro de variação de cor. Este é o caso da esfalerita (ZnS), que admite a substituição do Zn
por quantidades variáveis de Fe e cuja cor varia em tons de branco, amarelo, castanho e preto,
dependendo da quantidade de Fe presente. Em outros casos, onde um determinado metal ocorre em
pequenas quantidades na estrutura, variedades coloridas podem ocorrer em um mineral cuja composição
química global é essencialmente constante. No caso do mineral berilo, por exemplo, a presença de
pequenas quantidades de Fe
2+
produz cor azul enquanto a presença de Cr
3+
como impureza produz
coloração verde. As variedades de azul e verde do mineral berilo possuem importância econômica como
gemas preciosas (água-marinha e esmeralda, respectivamente). Com exceção da cor, as demais
propriedades físicas da água-marinha e da esmeralda são idênticas às do berilo comum. O mesmo
ocorre com o mineral coríndon: a presença de Cr
3+
como impureza no coríndon gera a variedade
vermelha conhecida como rubi.
Transferência de carga: este processo só ocorre em compostos que tenham pelo menos dois
elementos com estados de oxidação diferentes e variáveis. O processo pode produzir cores intensas em
minerais e gemas, e envolve a transferência de elétrons entre elementos diferentes. Alguns exemplos de
elementos que participam no processo de transferência de carga são: Fe
2+
e Fe
3+
; Ti
3+
e Ti
4+
; Mn
2+
, Mn
3+
e Mn
4+
, ou combinações entre eles (por exemplo, minerais contendo ferro e manganês). A transferência
de um elétron de um átomo a outro envolve a absorção de energia, a qual pode ocorrer segundo um
comprimento de onda definido. Por exemplo, a transferência de um elétron entre Fe
2+
e Ti
4+
envolve a
absorção de energia luminosa no comprimento do vermelho, e, portanto, produz a cor azul da Safira. O
mesmo processo pode ocorrer entre ânions (por exemplo, a cor azul do mineral lazurita decorre da
transferência de carga entre um triângulo de átomos de enxofre) ou entre cátion e ânion.
Centros de cor: são imperfeições na estrutura cristalina que causam absorção de energia luminosa e,
conseqüentemente, o aparecimento de cor. Na maioria dos casos este fenômeno está associado à

13. 13
exposição à radiação ionizante. A fonte da radiação pode ser natural (elementos radioativos, como U, Th,
K presentes em minerais) ou artificial e, em raros casos, radiação ultravioleta pode produzir centros de
cor. Quando um mineral é exposto a radiação, elétrons podem ser removidos de suas posições normais
e, depois de perder energia, ficar aprisionados em uma posição vaga na estrutura cristalina. Estes
elétrons aprisionados absorvem seletivamente determinados comprimentos de onda, produzindo cor. Um
exemplo deste fenômeno é a variedade violeta (ametista) de quartzo (SiO2). A presença de pequenas
quantidades de Fe
3+
como impureza no quartzo produz cores amarelas (variedade citrino). Quando
submetido a radiação, o Fe
3+
pode perder um elétron (efetivamente tornando-se Fe
4+
), o qual é
aprisionado em um centro de cor na estrutura do quartzo, produzindo a cor violeta típica da ametista.
Como os centros de cor são um tipo de defeito causado por radiação, este defeito pode ser eliminado
pela adição de energia. Por exemplo, ao submeter a ametista a um tratamento térmico, o processo é
revertido, e a cor passa de violeta a amarelo. Na verdade, alguns tipos de ametista tendem a perder a cor
com a simples exposição prolongada à luz (radiação ultravioleta). O tratamento térmico é um recurso
freqüentemente usado na indústria de pedras preciosas, para modificar, melhorar ou controlar a
coloração de uma determinada gema. Ametrino é uma variedade natural de quartzo que apresenta
setores com cor de ametista e setores com cor de citrino.
2.7 – TRAÇO
O traço é definido como a cor do pó fino de um mineral. A observação do traço de um mineral é
geralmente feita atritando-se o mineral contra uma superfície de porcelana não polida (dureza ~ 6).
Embora a cor de um mineral seja freqüentemente variável, o seu traço tende a ser relativamente
constante, e, portanto, é uma propriedade extremamente útil na identificação do mineral. Os óxidos de
ferro magnetita (Fe3O4) e hematita (Fe2O3), por exemplo, podem ser distinguidos por seu traço preto e
avermelhado, respectivamente. Alguns minerais possuem dureza tão baixa que são capazes de deixar
traço em materiais como papel, como é o caso do grafite e da molibdenita (MoS2). Minerais de dureza
superior à da placa não deixarão traço na porcelana. Eles teriam de ser triturados ou moídos para a
obtenção do traço.
Exemplos do traço de alguns minerais, bastante úteis na sua identificação.
Hematita Traço: castanho avermelhado a vermelho Cor: cinza-escuro.
Limonita Traço: castanho amarelado Cor: castanha
Pirita Traço: negro Cor: amarelo
Calcopirita Traço: negro esverdeado Cor: amarela
Cromita Traço: castanho Cor: negra
Fluorita Traço: incolor Cor: incolor, azul, verde, violeta, amarelo
2.8 – BRILHO
Refere-se à aparência do mineral à luz refletida. Em uma classificação ampla, o brilho dos minerais
pode ser dividido em metálico e não metálico, com uma categoria transicional (submetálico) entre eles.
Os termos geralmente utilizados para descrever o brilho dos minerais são:
 Metálico: brilho semelhante ao dos metais. Característico de minerais dominados por ligações
metálicas ou parcialmente metálicas. Minerais de brilho metálico geralmente (mas nem sempre)
apresentam traço escuro. Este tipo de brilho é comum em minerais do grupo dos metais nativos,
sulfetos e óxidos.
 Não metálico: sem aparência de metal. Típico de minerais dominados por ligações iônicas ou
covalentes. Geralmente possuem traço claro. Uma série de termos são usados para descrever os
tipos de brilho não-metálico:
o Vítreo: brilho como o do vidro. O exemplo típico é o mineral quartzo.
o Resinoso: brilho semelhante ao de resina.
o Nacarado: brilho semelhante ao brilho da pérola. Normalmente é mais bem observado
nos planos de clivagem.

14. 14
o Gorduroso ou graxo: brilho que lembra uma superfície coberta de óleo. O mineral
nefelina é um exemplo típico.
o Sedoso: brilho que lembra a seda. Comum em agregados fibrosos, como o asbesto e a
gipsita fibrosa.
o Adamantino: brilho que lembra o brilho do diamante. Além do diamante, ocorre
tipicamente em minerais transparentes de chumbo, como a cerussita (PbCO3) e a
anglesita (PbSO4).
2.9 - OUTRAS PROPRIEDADES DEPENDENTES DA LUZ
Jogo de cores: a cor muda em sucessão rápida, quando o mineral é girado (diamante, opala);
Mudança de cores: idem, mas a variação é lenta (labradorita);
Iridescência: espectro de cores no interior (fraturas, clivagens) ou na superfície (revestimento superficial)
do mineral (bornita, calcopirita);
Opalescência: reflexão leitosa ou nacarada no interior do mineral (opala);
Embaçamento: a cor da superfície é diferente da cor do interior do mineral (calcocita, bornita,
calcopirita);
Asterismo: formação de raios de luz como uma estrela, quando o mineral é observado ao longo do eixo
vertical. Ocorre principalmente em minerais hexagonais;
Luminescência: emissão de luz, exceto as provocadas por incandescência. Normalmente é tênue,
melhor observável no escuro;
Triboluminescencia: emissão de luz provocada por atrito. Ocorre em minerais não metálicos e anidros
(fluorita, esfalerita);
Termoluminescência: emissão de luz provocada por aquecimento (fluorita);
Fluorescência e fosforescência: emissão de luz provocada por exposição a determinados tipos de
radiação, como luz ultravioleta, raios X, raios catódicos. (fluorita, scheelita);
Transparência: capacidade do mineral de ser atravessado pela luz;
Transparente: é possível ver contornos de objetos através do mineral;
Translúcido: há passagem de luz, mas não é possível distinguir contornos de objetos;
Opaco: não permite a passagem de luz, mesmo em seções delgadas;
Refração: mudança na direção da luz, quando passa de um meio para outro de densidade diferente (por
exemplo do ar para o mineral). Depende do índice de refração (n) do mineral. Para minerais com n = 2, a
velocidade da luz no mineral é a metade da velocidade no ar. Esta propriedade é de vital importância
para os minerais utilizados como gemas, pois influencia o tipo de brilho dos minerais transparente. Assim,
um mineral com n = 1,5 tenderá a apresentar brilho vítreo, enquanto um mineral com n = 2,4 tenderá a
apresentar brilho adamantino.
Dupla refração: Quando um raio de luz penetra em um mineral ele se desdobra em dois raios, cada um
viajando com velocidade e direção diferentes. A dupla refração ocorre na maioria dos minerais não
isométricos, mas geralmente é muito fraca para poder ser observada. Uma exceção notável é a calcita de
qualidade ótica (espato de Islândia), que possui dupla refração forte.
2.10 - PROPRIEDADES ELÉTRICAS
A condução de eletricidade em minerais é fortemente controlada pelo tipo de ligação existente.
Assim, minerais formados exclusivamente por ligações metálicas (por ex. os metais nativos) são
condutores, minerais formados por ligações parcialmente metálicas (por ex. alguns sulfetos) são
semicondutores, e minerais formados por ligações iônicas e/ou covalentes são maus condutores de
eletricidade.
Piezoeletricidade: produção de eletricidade por aplicação de pressão ao longo de um eixo polar (eixo
com formas cristalinas distintas em cada uma das pontas). Este efeito só pode ocorrer em cristais que
não possuem centro de simetria.

15. 15
Piroeletricidade: produção de eletricidade por variação de temperatura. Ocorre apenas em minerais que
não possuem centro de simetria e têm pelo menos um eixo polar (piroeletricidade verdadeira). A
piroeletricidade secundária ocorre em minerais que sofre expansão desigual ao longo de direções
distintas, ao serem aquecidos. A deformação do retículo resulta em pressão localizada, gerando
piezoeletricidade.
2.11 – RADIOATIVIDADE
Ocorre em minerais formados por elementos radioativos, tais como U, Th e K, e pode ser um
importante critério de identificação nestes casos.

16. 16
3. ROCHAS
Conforme já citado, previamente, de acordo com a gênese ou origem as rochas podem ser
separadas em três grupos distintos: ígneas ou magmáticas, sedimentares e metamórficas. De forma
sintética:
 Rochas Ígneas ou Magmáticas: são aquelas formadas a partir da consolidação, resfriamento e
cristalização, de silicatos fundidos, ou seja, do magma. Portanto, são consideradas rochas
primárias. Elas são classificadas, de acordo com o local de resfriamento (consolidação) em
Plutônicas (intrusivas ou abissais), Hipabissais (sub-vulcânicas) e Vulcânicas (efusivas ou
extrusivas). As Plutônicas se resfriam internamente, em grande profundidade na crosta terrestre.
O resfriamento é lento e resultam, portanto, numa granulação grossa (possibilita a identificação
dos grânulos minerais individuais a olho nu). Ex.: Granitos. As Hipabissais resfriam internamente,
em pequenas profundidades na crosta e resultam numa textura granular fina ou porfirítica. Ex.:
Diabásio ou Dolerito. Já, as Vulcânicas se resfriam rapidamente na superfície da crosta,
adquirindo granulação fina e/ou vítrea. Ex.: Basaltos.
 Rochas Sedimentares: Resultam da acumulação de produtos da quebra física e química de
rochas preexistentes pelos agentes do intemperismo, da erosão, do transporte, da deposição e
da litificação. Rochas expostas na superfície são decompostas e os produtos, transportados pela
água, vento ou gelo, para serem depositados em outro lugar. No transcorrer do tempo geológico
essas acumulações são enterradas por outros sedimentos e pode vir a ficar consolidadas ou
compactadas em leitos aproximadamente horizontais (camadas ou estratos). Incluem também as
rochas provenientes da atividade biológica, como os carvões e coquinas. As rochas sedimentares
são normalmente separadas em Clásticas ou Detritais, Químicas, Biológicas ou Orgânicas e
Mistas. As rochas sedimentares clásticas ou Detritais são aquelas cujo material que as constitui é
transportado física ou mecanicamente (em suspensão ou arraste). As Químicas aquelas cujo
transporte do material ocorre em solução, na forma de íons. As biológicas ou orgânicas são
constituídas de restos animais e/ou vegetais. As mistas são formadas pela combinação de dois
ou três dos tipos citados (Clásticas, Químicas e Detritais).
 Rochas Metamórficas: São rochas formadas por reações entre os minerais originais
(transformações) em rochas preexistentes (ígneas, sedimentares e metamórficas) sob a
influência de calor (temperatura) e pressão, adaptando-se a essas novas condições. A principal
característica dessas é a reorganização espacial dos seus constituintes minerais, que podem se
apresentar orientados, definindo uma foliação, como resultado do rearranjo dos minerais devido à
pressão dirigida ou orientada. Podem ser: 1) Ortometamórficas ou ortoderivadas, quando se
originaram a partir de rochas ígneas; 2) Parametamórficas ou paraderivadas, formadas a partir de
rochas sedimentares ou sedimentos.
Ciclo das Rochas: Da mesma forma que o ciclo hidrológico e os ciclos biogeoquímicos, as rochas na
dinâmica da crosta terrestre também são submetidas a ciclos naturais. No ciclo ideal, as rochas ígneas
(primárias) sendo expostas aos fenômenos atmosféricos da superfície terrestre como o intemperismo, a
erosão, o transporte e a deposição formam os sedimentos, que compactados formam as rochas
sedimentares. A modificação (aumento) das condições de pressão (P) e temperatura (T) geraria as
rochas metamórficas, que em condições extremas de P e T provocaria a fusão (magma), retornando ao
início do ciclo. Todavia, o ciclo pode ser interrompido de várias maneiras, ou seja, por exemplo, a partir
das rochas metamórficas expostas na superfície podem ser formadas rochas sedimentares e a partir de
rochas ígneas diretamente as metamórficas. Em volume, as rochas ígneas são amplamente
predominantes e perfazem 95% da crosta terrestre (incluídas as rochas ortometamórficas, ortoderivadas)
e as rochas sedimentares constituem 5% do volume da crosta (incluídas as rochas parametamórficas,
paraderivadas). Em termos de área de exposição, as rochas ígneas (+ ortometamórficas) cobrem 25% da
superfície do globo, enquanto as sedimentares (+ parametamórficas) cobrem 75% da superfície do globo.

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3.1 - ROCHAS ÍGNEAS ou MAGMÁTICAS
As rochas ígneas ou magmáticas são as formadas a partir da consolidação do magma (material
em fusão) e são por isso consideradas como de origem primária. Delas se originam por processos vários
as rochas sedimentares e as metamórficas. Uma rocha ígnea ou magmática expressa as condições
geológicas em que se formou graças a sua textura. A textura diz principalmente do tamanho, da forma e
da disposição (arranjo) dos minerais que constituem a rocha, enquanto que a natureza mineralógica dos
cristais e do vidro se for o caso, diz da composição química aproximada. Esta composição é dita
aproximada, pois os magmas geralmente possuem elementos voláteis que escapam durante o processo
de consolidação e acabam formando minerais em locais mais afastados da rocha que se consolidou.
Condições Geológicas: A condição geológica que interfere na textura das rochas ígneas obedece ao
seguinte: o magma pode consolidar dentro da crosta terrestre, a vários km de profundidade formando as
chamadas rochas intrusivas ou plutônicas ou abissais. O resfriamento ocorre de forma lenta dando
possibilidade dos cristais desenvolverem-se sucessivamente formando uma textura equigranular
fanerítica (do grego ”phaneros” visível, aparente), pelo fato dos minerais serem bem formados e de
tamanho grande milimétricos a centimétricos. Ex.: as rochas graníticas.
Por outro lado, em outras condições geológicas, o magma pode extravasar na superfície da
crosta, formando rochas extrusivas, ou vulcânicas, ou efusivas, das quais várias modalidades podem
ocorrer. Assim, se o magma passa bruscamente do estado líquido para o sólido, forma-se a textura
vítrea, pelo fato de não haver tempo suficiente para dar-se a cristalização dos minerais. Comumente
ocorrem pequeníssimos cristais esparsos pela massa vítrea, que representam o início da cristalização de
alguns minerais que não tiveram tempo para se desenvolverem, devido à consolidação rápida da lava. Se
já houver um início de cristalização no interior das câmaras onde se acha o magma, estes cristais em
vias de formação serão arrastados para a superfície pelo magma em estado de fusão. Quando atinge a
superfície, a lava consolida-se rapidamente, graças à queda brusca da temperatura, e, como resultado,
teremos uma textura porfirítica, que se caracteriza pelos cristais bem formados chamados de
fenocristais, que são os cristais intratelúricos, imersos numa massa vítrea ou de granulação fina,
denominada de massa fundamental (matriz) que foi consolidada rapidamente nas condições de
superfície. Esta massa fundamental pode ser de caráter vítreo (vidro) ou afanítico (não se distinguem
seus constituintes minerais à vista desarmada). Em determinados casos dá-se o desprendimento de
gases contidos na lava sob a forma de bolhas, que podem ser retidas com a consolidação da lava,
resultando na chamada textura vesicular ou esponjosa.
Entre os dois tipos de rochas, as abissais ou plutônicas e as efusivas ou vulcânicas, ocorre um
grupo intermediário de rochas ígneas, denominadas de rochas hipabissais ou subvulcânica. Forma-se
em condições geológicas quase superficiais e sua textura é geralmente microcristalina ou afanítica,
podendo possuir fenocristais bem desenvolvidos no seio da massa fundamental (matriz).
A granulação das rochas magmáticas é muito variável, podendo os minerais ter desde
decímetros de tamanho até fração de milímetro. Mas, o tamanho dos cristais depende normalmente da
velocidade de resfriamento e da viscosidade do magma. Esta, por sua vez, depende do conteúdo de
gases ou outros elementos voláteis e também da composição química do magma. Se o magma for de tal
forma rico em gases e elementos voláteis, tornando-se por isso muito fluido, possuirá grande mobilidade,
o que permitirá o desenvolvimento de cristais de grande porte, às vezes, até atingindo vários metros de
tamanho. Estas rochas recebem o nome de Pegmatitos.
Em termos de composição mineralógica, poucos são os minerais que tomam parte na
constituição essencial de uma rocha. São chamados de minerais essenciais, pois servem para
caracterizar uma determinada rocha magmática. Na maioria das vezes, os minerais essenciais são 2 ou
3. Os demais, em quantidades muito pequenas, são chamados de minerais acessórios, que em geral,
não interferem na classificação da rocha, conforme a Tabela 1, a seguir.

18. 18
Tabela 1 – Classificação das rochas Ígneas ou Magmáticas, de acordo com o teor de SiO2, composição
mineralógica, índice de coloração e textura.
A composição química aproximada de uma rocha magmática pode ser expressa pelo seu teor em
SiO2, não somente sob a forma de quartzo (que pode não ocorrer na rocha), mas também combinado,
formando os minerais silicáticos e alumino-silicáticos, que tomam parte na composição de praticamente
todas as rochas magmáticas. O teor de SiO2 pode ser determinado diretamente por métodos químicos ou
indiretamente em função da presença ou ausência de minerais contendo SiO2 como, por exemplo, o
quartzo. Assim: Rochas Ácidas quando os teores de SiO2 forem superiores a 65%, neste caso se formam
os silicatos e ainda sobra sílica para cristalizar na forma de quartzo; Rochas Neutras ou Intermediárias
quando o teor de SiO2 é de 65 a 52% (nenhum quartzo); Rochas Básicas quando a SiO2 ocorre entre 52
e 45% e Rochas Ultrabásicas quando o teor de SiO2 é menor que 45% (com minerais com deficiência em
SiO2, como os feldspatóides). [deve-se frisar que os termos ácido, neutro, básico e ultrabásico não tem
nada a ver com os respectivos caracteres químicos, ou seja, com a concentração hidrogeniônica, são
termos quimicamente incorretos, mas de uso clássico em petrologia].
Os principais minerais essenciais são: feldspatos (Feldspato Potássicos = KAlSi3O8 e a série dos
Feldspatos Plagioclásios, que variam da Albita = NaAlSi3O8 a Anortita CaAl2Si2O8), quartzo, anfibólios,
piroxênios, olivinas, micas, e feldspatóides. A fim de designar as proporções aproximadas dos minerais
que entram na constituição de uma rocha, aplicam-se os termos: Leucocrática (do grego leukos, branco e
kratein, dominar), quando é rica em minerais claros como feldspato, quartzo e muscovita; Melanocrática
(do grego melanos, preto), se predominarem (+ de 60% de minerais escuros, como biotita, anfibólios,
piroxênios ou olivinas; e Mesocrática é a rocha intermediária, que possui entre 30 e 60% de minerais
escuros). Lançando mão de todos esses critérios podemos usar a Tabela 2 a seguir para classificar, de
forma simplificada e genérica, os principais e mais comuns tipos rochas magmáticas.

19. 19
Tabela 2 - Classificação Rochas Ígneas ou Magmáticas, de acordo com o teor de SiO2, composição
mineralógica, índice de coloração e textura.
Características do Magma: O magma é constituído de soluções complexas que ocorrem no interior da
crosta terrestre, podendo ocupar espaços definidos e individualizados denominados de câmaras
magmáticas. O magma contém diversas substâncias geralmente pouco voláteis e, na maioria das vezes,
com elevados pontos de fusão. Predominam largamente os silicatos, seguidos dos óxidos e dos
compostos voláteis. Dentre os constituintes voláteis, a água é o mais importante. Estas substâncias
consolidam-se pelo resfriamento dando as rochas magmáticas. O magma contém ainda gases de
diversas naturezas e substâncias voláteis que escapam em grande parte sob a forma de vapores, não
sendo por isso incorporado às rochas. Os magmas constituem, assim, sistemas múltiplos do ponto de
vista físico-químico. Lembremos que um sistema em equilíbrio pode ser binário, ternário, ou quaternário,
etc., dependendo do número de substâncias que se encontram em soluções mútuas. A combinação
química entre dois ou mais compostos gera um problema altamente complexo para análise do
comportamento do sistema sob diferentes condições: com a ausência ou presença de água, pressão,
temperatura, etc., e também para interpretar o resultado final, após a consolidação total da massa
fundida. Os conhecimentos empíricos das condições físicas e físico-química, assim como o
comportamento com as mudanças da temperatura e pressão em sistemas artificiais que procuram imitar
os naturais, fornecem-nos idéias sobre o mecanismo dos fenômenos plutônicos e vulcânicos. As
observações geológicas normalmente nos fornecem apenas os estágios finais da evolução magmática.
Assim, as considerações físico-químicas e uma infinidade de pesquisas experimentais complementam as
observações geológicas, na procura do esclarecimento do complexo problema da gênese das rochas
magmáticas.
As percentagens dos compostos pouco voláteis variam dentro de limites bastante estreitos e não
ilimitadamente, como ilustra a Tabela 3 a seguir.

20. 20
Tabela 3 - Compostos não voláteis em 60% e em 99% das rochas magmáticas
Não somente a flutuação das porcentagens é restrita como também as combinações entre
diversos componentes. Estas não se dão ao acaso e por este motivo o número de minerais que formam
as rochas magmáticas é bastante restrito. As combinações efetuadas entre os compostos que formam o
magma obedecem a diversas leis ligadas às afinidades químicas dos elementos. Dessa maneira, o sódio
(Na) e o potássio (K) encontram-se, em geral, associados, o mesmo ocorrendo com o cálcio (Ca), o ferro
(Fe) e o magnésio (Mg). Os componentes voláteis do magma são constituídos predominantemente de
água no estado dissociado e de quantidades menores de CO2, CO, H2, N2, SO2, SO3, HCl, H2S e outros
mais. Assim, é possível imaginar os magmas como sendo constituídos de uma mistura de silicatos com
gases dissolvidos. Predominam nos magmas os tetraedros, constituídos de um átomo de Silício (Si)
rodeado por 4 átomos de oxigênio (O) ou por átomos de elementos metálicos ou ainda por hidroxilas
(OH). Quanto menor o teor de sílica (SiO2), maior é a quantidade de tetraedros isolados, o que confere ao
magma o caráter de alta fluidez (ou pequena viscosidade). São os chamados magmas básicos, muito
fluídos. Ao contrário, quanto maior o teor de sílica (SiO2), maior também a polimerização dos tetraedros
de (SiO4)
-4
, fato que aumenta a viscosidade do magma, que caracteriza os magmas ácidos, muito
viscosos.
É de grande importância geológica o fato de ocorrerem no magma substâncias com diferentes
pontos de ebulição. O ponto de fusão do sistema em conjunto é sempre muito inferior ao dos
componentes não-voláteis isolados, graças ao ponto eutético resultante da mistura de compostos em
fusão. O quartzo funde-se ao redor de 1700
o
C e a maioria dos silicatos entre 1100 e 1600
o
C. As suas
misturas, contudo, fundem-se ao redor de 1000
o
C e na presença de água a temperaturas ainda mais
baixas. Por este motivo, a temperatura de solidificação do magma, em geral, é muito inferior à
temperatura de solidificação dos respectivos minerais que entram na sua composição. Assim, não
podemos usar como termômetros geológicos do magma os pontos de fusão dos minerais. Os elementos
voláteis são os que mais diminuem o ponto de fusão e a viscosidade do magma.
Ordem de Cristalização Magmática: Na classificação sistemática dos minerais silicáticos, os principais
constituintes das rochas ígneas e, conseqüentemente, da crosta terrestre, é baseada na maneira como
os tetraedros de SiO4 e AlO4 se unem no espaço tridimensional. Vimos, também, que em condições
ideais, de uma forma geral, o grau de polimerização aumenta com a diminuição da temperatura,
mostrando que as estruturas cristalinas serão mais simples quanto maior for a temperatura. Como
decorrência disso, podemos prever que nas rochas ígneas formadas a temperaturas maiores os minerais
silicáticos serão aqueles de estrutura cristalina mais simples, os quais são os mais ricos em cátions do
tipo Mg, Fe e Ca (Olivina e Piroxênios e Anfibólios), que são caracteristicamente minerais escuros
(coloridos). Já, nas rochas ígneas de temperaturas mais baixas estarão presentes as estruturas mais
complexas, os aluminosilicatos, que incorporarão principalmente os cátions do tipo K, Na, e Ba
(Feldspatos Alcalinos - ortoclásio e microclínio, Plagioclásios ricos no componente albita, e Quartzo
(sílica pura)), tipicamente minerais claros ou incolores.

21. 21
Figura 5 - Séries de cristalização magmática, contínua e descontínua.
As características estruturais dos minerais silicáticos e os fatores que governam o seu
desenvolvimento na natureza determinam a formação das paragêneses minerais (grupo ou associação
de minerais coexistentes em determinadas condições de P e T). Vários fatores, todavia, controlam o
desenvolvimento dessas associações minerais. Nas rochas ígneas, tidas como primárias, a partir das
quais se formaram as sedimentares e metamórficas, direta ou indiretamente, dentre os fatores que
controlam o desenvolvimento das espécies minerais nos magmas, podemos destacar como mais
importantes: a composição original do magma; a temperatura de cristalização e a pressão.
A influência da composição é obvia, pois uma determinada espécie mineral não poderá ser
formada se o magma não contiver os elementos que compõem aquela espécie mineral. A temperatura e
a pressão são também determinantes da possibilidade de uma espécie mineral se formar. Por exemplo,
um magma que esteja numa temperatura ou pressão inferior daquela em que determinado mineral se
cristaliza (mesmo o magma dispondo da composição necessária) este mineral não se formará, pelo fato
da diminuição da temperatura aumentar o grau de polimerização dos silicatos.
Estas considerações acrescidas do conhecimento obtido pelas relações texturais dos minerais
nas rochas ígneas permitiram elaborar o diagrama da ordem de cristalização magmática. Estas relações
texturais entre os grãos minerais constituintes das rochas permitem estabelecer, por exemplo, a ordem
na qual os minerais se formaram, como por exemplo. (1) Um mineral incluso num outro terá se formado
antes daquele que o envolve. (2) Um mineral euédrico (forma cristalina perfeita) envolto por minerais
anédricos (sem forma definida) forma-se antes dos que o cercam, pois durante seu crescimento teve
espaço disponível para crescer sem anteparos físicos. Estes estudos foram realizados pelo petrologista
americano N. Bowen, que caracterizou as duas séries de cristalização magmática, ilustradas na Figura 5,
abaixo, uma descontínua (direita) e uma contínua (esquerda). A série de cristalização descontínua é
dada principalmente pelos minerais escuros ou máficos (olivinas, piroxênios, anfibólios e micas) e a
contínua pelos plagioclásios (claros ou félsicos). Na série descontínua temos também séries isomórficas
como, por exemplo, a das olivinas, que apresenta variação composicional desde o termo forsterítico (rico
em magnésio) até o termo fayalítico (rico em ferro). Portanto, mesmo dentro da série descontinua, temos
a cristalização de séries contínuas. No caso das olivinas, os termos mais forsteríticos se cristalizam
primeiro e pelo abaixamento da temperatura vão reagindo continuamente com o magma, se tornando
composicionalmente cada vez mais fayalíticos. Durante a cristalização fracionada pode ocorrer o
fenômeno denominado de diferenciação, que consiste na mudança da composição do magma devido à
cristalização, resultando em tipos de rocha de composição distinta do magma original. Este fenômeno
pode ocorrer pela precipitação, afundamento, dos cristais formados precocemente devido à densidade

22. 22
maior do que o líquido magmático. Como regra em geral os minerais ferromagnesianos (máficos) como a
olivina, se separam primeiro do magma.
Se o mineral formado primeiro permanecer em suspensão no líquido magmático, ele reagirá com
a fusão promovendo um reequilibrio com as novas condições de temperatura e pressão. Mas pode ainda
ocorrer do mineral formado ser mais leve (menos denso) que o líquido, e este caso o mineral terá a
tendência de ascender e se acumular nas partes superiores da câmara magmática.
A partir do exposto acima se torna claro que nos processos de cristalização ocorre uma
redistribuirão dos diversos componentes do magma (afundamento para as porções inferiores da câmara
ou flutuação para as porções superiores). Portanto, se os cristais que estão sendo formados são
removidos do magma, a composição do líquido se modificará gradualmente e vários tipos de rocha
poderão se formar a partir de um magma originalmente homogêneo. Durante a cristalização a
modificação da composição do magma poderá ocorrer ainda pela assimilação de rochas vizinhas da
câmara magmática (rochas enxaixantes), como por exemplo, estratos de rochas situados imediatamente
acima da câmara, os quais podem ser fundidos, totais ou parcialmente, pelo magma, que em qualquer
dos casos, ocasionará a modificação da composição do magma.
Esses processos de diferenciação representam uma das maneiras que podem levar à formação
jazidas minerais magmáticas importantes economicamente. Por exemplo, um magma silicático que esteja
cristalizando a fase mineral Cromita (Cr2O3FeO). Neste caso, a cromita por ser mais pesada, densa, do
que o líquido silicático, afundará na câmara magmática formando um horizonte ou nível enriquecido neste
mineral. O mesmo pode ocorrer só que com acumulação na porção superior da câmara, se estivesse
cristalizando um mineral menos denso que o magma, como a apatita (fosfato de cálcio). Outra forma
comum de formação de jazidas magmáticas é pela divisão do magma em dois líquidos imiscíveis. Por
exemplo, durante a cristalização de um magma basáltico (silicático) em profundidade (resfriamento lento),
pode ocorrer devido à diferenciação, já abordada acima, o aumento da concentração de enxofre nesse
magma, este aumento pode chegar ao limite de saturação do magma em enxofre, determinando a
formação de um líquido sulfetado imiscível. Os metais de características geoquímicas calcófilas (Pt, Pd,
Ir, Rh, Os, Ru, Au, Ni, Co, Cu e Fe) irão se concentrar preferencialmente no líquido sulfetado, e este por
ser mais denso (> 4) do que o líquido silicático (~ 3) precipitará e se acumulará na porção inferior do local
onde estiver cristalizando o magma silicático.
Jazidas magmáticas são formadas ainda nos estágios finais de cristalização do magma. Estas
jazidas se formam, pois, os elementos de raios iônicos grandes não entram nos cristais formados durante
as fases principais de cristalização magmática. Estes elementos de raios iônicos grandes (Sn, W, F, Th,
Be, Li, U, B, e etc.), durante a cristalização aumentam sua concentração relativa no magma, pois não
conseguem entrar na estrutura cristalina dos minerais das séries normais de Cristalização. Este aumento
da concentração permite então que eles formem minerais próprios nas fases finais, tardias, de
cristalização dos magmas, ou seja nas fases pegmatíticas. Por exemplo, as mineralizações de Cassiterita
(SnO2) e de gemas como berilos (Esmeraldas, Águas Marinhas) e turmalinas.
Assim caracterizamos os três principais tipos de processos de formação de jazidas minerais
magmáticas. (1) nas fases iniciais de cristalização; (2) formação de líquidos imiscíveis; e (3) nos estágios
finais de cristalização. Os minerais das rochas ígneas em condições de superfície, expostos ao
intemperismo promovido pelos agentes atmosféricos e biológicos, apresentam uma facilidade de se
desintegrarem que segue a mesma ordem de cristalização magmática. Portanto, as olivinas são mais
facilmente desintegráveis do que os piroxênios, devido sua menor complexidade estrutural. Assim, os
piroxênios se intemperizam mais facilmente que os anfibólios e assim por diante. Isto explica e justifica a
maior abundância de minerais como quartzo e feldspatos (mais complexos) nas rochas sedimentares.
Por isso, esses minerais (ex.: quartzo e muscovita) são denominados de resistatos, ou seja são
resistentes à alteração intempérica.
3.2 - ROCHAS SEDIMENTARES
As rochas sedimentares, strictu sensu, são aquelas formadas a partir do material originado da
destruição erosiva de qualquer tipo de rocha. Material este que deverá ser transportado e posteriormente
depositado ou precipitado em um dos muitos ambientes de sedimentação da superfície do globo terrestre
(rochas sedimentares clásticas e químicas). Em geral, as rochas sedimentares apresentam-se
estratificadas, ou seja, formando estratos, camadas. No lato sensu incluem também qualquer material
proveniente das atividades biológicas (rochas sedimentares orgânicas).

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 Intemperismo: a) físico ou mecânico, que facilita o intemperismo químico reduzindo o
tamanho das partículas, aumentando a área de exposição para o ataque químico; b) químico,
que leva à decomposição, transformação do material original em algo diferente, modificando a
suas características mineralógicas e químicas e c) biológico que atua tanto mecânica como
quimicamente na desintegração dos materiais originais. Não devemos esquecer que os minerais
das rochas ígneas ou magmáticas em condições de superfície, expostos ao intemperismo
promovido pelos agentes atmosféricos e biológicos, apresentam uma facilidade de se
desintegrarem que segue a mesma ordem de cristalização magmática. Portanto, nos processos
intempéricos dos ciclos das rochas (Figura 5) as olivinas são mais facilmente desintegráveis que
os piroxênios devido a menor complexidade estrutural. Assim, os piroxênios se intemperizam
mais facilmente que os anfibólios e etc.
Figura 5 - O ciclo das rochas e os processos envolvidos

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Transporte: Os materiais oriundos do intemperismo mecânico e/ou químico pode ser transportado pela
água dos rios; gelo de geleiras; correntes marítimas; ondas do mar; vento e deslizamentos,
escorregamentos de massas por gravidade. Na água o material pode ser transportado mecanicamente,
ou seja, em suspenção, por arraste e rolamento (clásticas ou detritais) ou, ainda, em solução (na forma
de íons, complexos, colóides, gel). É no transporte que ocorre a seleção do material em função da
granulometria e o arredondamento das partículas detritais ou clásticas (quanto maior o transporte maior o
arredondamento).
Deposição (Sedimentação): Ocorre a deposição dos detritos ou clastos quando o agente de transporte
perde a energia (capacidade) de transporte daquele determinado tamanho de partícula. Para cada
energia de transporte são transportados determinados diâmetros de partículas, exceto no caso das
geleiras e deslizamentos (gravidade) que carreiam todos os diâmetros de partículas. Os materiais
transportados em solução são precipitados, ou seja, é depositado quando a solução fica saturada e os
íons são separados do solvente. Ex.: CaCO3, pelo aumento da temperatura, e NaCl (salgema) pela
saturação do solvente nos íons Na
+
e Cl
-
.
Litificação (compactação): Consiste na conversão do sedimento inconsolidado em rocha dura pela sua
litificação. O processo pode ser de: Cimentação: preenchimento dos vazios, poros, entre as partículas do
sedimento por algum material ligante, que cimenta as partículas. Materiais cimentantes mais comuns nas
rochas sedimentares são: Calcita (CaCO3), Dolomita ((Ca, Mg)CO3); Sílica (SiO2) e Hematita (Fe2O3);
Compactação: Os poros e espaços vazios do sedimento são diminuídos pela pressão confinante, do
pacote de rochas sobrejacente, situado acima, ou por movimentos, esforços tectônicos.
Classificação das Rochas Sedimentares: As rochas sedimentares são classificadas em três grandes
grupos de acordo com processo dominante de formação: Clásticas ou Detritais, Químicas e Biológicas ou
Orgânicas (Biólitos). Incluem ainda os tipos Mistos (mistura de dois ou três dos tipos anteriores).
Rochas sedimentares clásticas ou detritais: são classificadas genericamente em função do tamanho
de suas partículas detritais que as constituem. Assim, em função do tamanho das partículas, de acordo
com a tabela 3, as sedimentares clásticas são classificadas em:
Conglomerado ou Brecha: Quando mais de 35% das partículas apresentam diâmetro médio maior que
2 mm. A denominação de Brecha é para o caso das partículas serem angulosas (sem arredondamento
pelo transporte, ou seja, o transporte delas foi muito curto. No caso do conglomerado ser de origem
glacial (geleiras) recebe o nome de Tilito.
- Arenitos: Diâmetro entre 1/16 e 2 mm.
- Siltito: Mais de 50% de partículas com diâmetro entre 1/256 e 1/16 mm
- Argilito: Mais de 50% de partículas com diâmetro menor que 1/256 mm.
Alguns nomes particulares são: Quartzoarenito: + 90% dos constituintes são grãos de quartzo; Arcósio:
Formado de quartzo e mais de 25% de feldspatos e Lamito: quando nenhuma das faixas
granulométricas atinge 50% (areia / silte / argila).
Tabela 4 - Classificação das partículas detritais de Wentworth.
As principais feições comumente verificadas nas rochas sedimentares são:
 Estratificação ou acamadamento (acamamento) formação de estratos, camadas.
 Estratificação gradacional devido à variação do tamanho das partículas.

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Rochas Sedimentares Químicas: São aquelas originadas da precipitação de solutos, graças à
diminuição da solubilidade ou graças à evaporação da água. Quando se resulta deste fenômeno
(evaporação) a rocha sedimentar recebe o nome de particular de Evaporito (salgemas: NaCl, CaF2,
KCl). As rochas sedimentares químicas formados graças à diminuição da solubilidade mais comuns são
as carbonáticas, que se precipitam graças ao aumento de temperatura e conseqüente desprendimento
do gás carbônico, responsável pela solubilização dos carbonatos. Ex.: os calcários, os dolomitos.
As Margas são um caso particular e envolve a mistura de sedimentos químicos e clásticos e/ou de
origem biológica.
Rochas Sedimentares Orgânicas: São aquelas formadas pelo acúmulo de restos de organismos.
Exemplo são os carvões minerais, formados pela decomposição parcial de restos vegetais, com
enriquecimento em carbono e litificado (endurecido). Betume: nome genérico a toda substância natural
combustível formada basicamente por hidrocarbonetos. Os betumes ocorrem primariamente associados
às rochas sedimentares. Os betumes sólidos recebem o nome de asfalto natural, querogênio ou
ozocerita, enquanto os líquidos recebem o nome de petróleo e os gasosos de gás natural. Outras
rochas sedimentares orgânicas são os recifes de coral e as coquinas (concheiros).
3.3 - ROCHAS METAMÓRFICAS
As rochas metamórficas, como o próprio nome está indicando, são formadas a partir da
transformação de rochas preexistentes, que podem ser ígneas, sedimentares ou, até mesmo,
metamórficas, em condições geológicas diferentes daquelas nas quais se formaram previamente. Essas
novas condições podem determinar a instabilidade de minerais preexistentes, que eram estáveis nas
antigas condições em que foram formados. Essas transformações ocorrem sob novas condições
geológicas de pressão (P), de temperatura (T), sob ação de fluidos e/ou de fortes atritos, adaptando-se,
assim, a essas novas condições. Está adaptação é que dá origem à formação das diferentes rochas,
denominadas de rochas metamórficas. Deve-se atentar para o fato de existir um limite de T na qual o
metamorfismo ocorre, que é a T de fusão da rocha, quando estaríamos novamente no magmatismo.
Dependendo do caso, poderá ou não mudar a composição mineralógica, mas a textura (tamanho, forma
e arranjo dos constituintes minerais) muda obrigatoriamente. Podem ocorrer tanto as recristalizações dos
minerais preexistentes, como também a formação de novos minerais, graças à mudança da estrutura
cristalina sob as novas condições de P, T ou ainda graças à combinação química entre dois ou mais
minerais formando um novo mineral, agora compatível e estável sob as novas condições reinantes.
Exemplo da formação de novo mineral no metamorfismo é:
CaCO3 + SiO2  CaSiO3 + CO2
Calcita + Quartzo  Wollastonita + Fluido
Por vezes, são formados minerais que ocorrem exclusivamente nas rochas metamórficas pela
reação entre constituintes preexistentes. Exemplo clássico desses minerais típicos do metamorfismo é a
família dos alumino-silicatos (Sillimanita (Al2SiO5); Andaluzita (Al2SiO5); e a Cianita ou Distênio (Al2SiO5))
e a Estaurolita (FeAl4Si2O10). Vide ilustração na figura 3, a seguir. Graças às condições de pressão
dirigida numa determinada direção, a textura resultante mais comum é a orientada ou xistosa,
caracterizada pelo arranjo de todos ou de alguns dos minerais segundo planos paralelos. As lâminas de
micas ou os prismas de anfibólios seguem a mesma direção. O quartzo e os plagioclásios crescem com
orientação direcional dos maiores eixos. Esta estrutura xistosa é tão característica das rochas
metamórficas que elas são, às vezes, denominadas de xistos ou rochas xistosas. Uma divisibilidade
preferencial (tendência da rocha se quebrar segundo planos paralelos à orientação) é conseqüência
característica das rochas foliadas. Exemplo é o dado pelas ardósias. Na recristalização pode dar-se
apenas um crescimento, graças a coalescência dos minerais existentes como, por exemplo, um calcário
passando para mármore, ou um arenito para quartzito. No caso de rochas argilosas formam-se novos
minerais a partir das argilas caulínicas (caulim) originando micas e cloritas.
A constituição mineralógica varia também conforme o grau (intensidade) do metamorfismo. Sob
condições mais severas poderá passar para mica xisto até atingir o grau máximo de metamorfismo no
qual se formam os gnaisses. Pode ainda ocorrer de a rocha original receber elementos estranhos que se
adicionam durante o seu processo de transformação, como por exemplo, gases contendo boro, que
poderão formar turmalinas, ou flúor, que será responsável pela fluorita em calcários ou topázio em xistos.

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A água geralmente dissociada é o fluído mais comum e de enorme importância para as transformações
mineralógicas no metamorfismo pelo fato de tornar o meio mais fluido.
Figura 6 - Reações de estabilidade entre minerais aluminossilicáticos de Berry & Mason (1959), de
acordo com a profundidade e equivalente pressão, em atmosferas, versus temperatura, em graus
centígrados.
Quais as principais dificuldades no estudo das rochas metamórficas? As principais dificuldades
são duas: 1) a grande variedade de rochas metamórficas que podem ser formadas. Elas se formando a
partir de quaisquer rochas preexistentes (ígneas, sedimentares ou, mesmo, metamórficas). Mais ainda,
se considerarmos que a partir de um determinado tipo particular de rocha podem ser formados vários
tipos diferentes de rochas metamórficas, em função dos diferentes graus (intensidade) do metamorfismo;
2) a impossibilidade de observação direta dos fenômenos metamórficos. O metamorfismo (ao contrário
dos processos geológicos formadores das rochas sedimentares, no ambiente supergeno, e das
atividades vulcânicas que expelem lavas na superfície do planeta) é um fenômeno que ocorre em sub-
superfície, associado a condições de aumento de P e T em relação às condições superficiais.
Em função dessas dificuldades, como podemos então estudar e entender as condições de
formação das rochas metamórficas? Essas condições são deduzidas a partir da caracterização e
interpretação da composição mineralógica, das estruturas e texturas e do local de ocorrência dessas
rochas. Podemos ainda buscar reproduzir as condições naturais em experimentos de laboratório. A
caracterização e interpretação da composição mineralógica são de fato fundamentais para compreensão
da gênese das rochas metamórficas. Os minerais podem fornecer informações importantes a partir das
suas condições físico-químicas de formação (vide figura 6, acima), ou seja, em que condições de P e T
eles se formaram. A composição mineralógica e química também ajuda a elucidar qual era a provável
rocha previamente ao metamorfismo.
A estrutura e a textura, além de serem um critério importante para a classificação das rochas
metamórficas, ajudam a identificar e à interpretar a ocorrência e a natureza dos esforços (tectônicos ou
pressão confinante) que atuaram na formação da rocha.
Na classificação não importa muito o tamanho ou a forma dos constituintes minerais, mas sim o
seu arranjo. Em função do arranjo orientado dos minerais, as rochas metamórficas comumente
apresentam:
- orientação preferencial dos grãos individuais de minerais que lhes confere um aspecto planar
denominado de foliação e as rochas são descritas como foliadas. Conseqüentemente, a foliação
define planos preferenciais de fraturamento.

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- a orientação preferencial dos minerais pode configurar níveis de composição diferentes, em
geral de cores diferentes. Esses níveis desde submilimétricos até centimétricos são denominados
de bandas, definindo o bandamento das rochas, que são descritas como bandadas.
3.3.1 - Principais texturas das rochas metamórficas
Ardosiana: Planos de foliação incipientemente desenvolvidos, suaves e regulares. Distância entre os
planos de foliação microscópica.
Filítica: Planos de foliação facilmente visíveis a olho nu. Melhor definida que a foliação ardosiana.
Xistosa: Planos de foliação claramente definidos e visíveis, formando escamas.
Gnáissica: Foliação bastante grosseira definindo bandas de composição e, em geral, cores diferentes.
Bandas desde sub-mm até cm. Outro grupo de rochas metamórficas definidas em função do arranjo dos
minerais é o pequeno grupo das rochas não foliadas.
Em termos de composição as rochas metamórficas são classificadas em Monominerálicas (ex.:
mármores e quartizitos) e Multiminerálicas (ex.: xistos e gnaisses).
3.3.2 - Condições de Formação das Rochas Metamórficas
Por que o metamorfismo é um fenômeno que afeta as rochas apenas no estado sólido? Pois, se
ocorrer a fusão estaremos no campo do magmatismo. Os principais fatores condicionantes do
metamorfismo são:
 Calor (Temperatura): No intervalo aproximado entre 100 e 800°C.
 Pressão: Diminui os espaços vazios entre os grãos minerais e pode levar à recristalização, à
formação de novos minerais e ao rearranjo (reordenação/ reorientação) dos minerais. A pressão
pode ser de dois tipos: Confinante e Diferencial.
o A Pressão Confinante é resultante da carga de materiais sobrejacentes, até uma
profundidade de ~ 20 km e pressões da ordem de ~6000 atmosferas.
o A Pressão Diferencial é a que resulta de movimentos tectônicos entre placas
(continental X continental; continental X oceânica e oceânica X oceânica). Provoca
feições de fluxo e movimento de material rochoso, reorientando os grãos resultando na
foliação das rochas metamórficas.
3.3.3 - Tipos de Metamorfismo
 Cataclástico: e resultado principalmente da deformação mecânica. Em geral ocorre associado a
dobramentos e falhamentos. Produz texturas com minerais quebrados, pulverizados. É rara a
recristalização e variações composicionais. Em geral formam-se: a) Brechas Tectônicas (ou de
fricção) constituídas de fragmentos angulosos de vários tamanhos; b) Milonitos que resultam da
fricção, pulverização, extrema, grãos de no máximo 0,1 mm de diâmetro.
 De Contato: Em geral restrito às proximidades de intrusões ígneas (ou na base de derrames).
Ocorre a transferência de calor da rocha ígnea para a rocha encaixante. Em geral ocorre
também a transferência de fluídos que interagem e podem modificar a composição das
encaixantes. Ocorre apenas a recristalização dos minerais sem modificar sua orientação.
Portanto não define foliação. Rocha típica: Hornfels.
 Regional: Ocorre distribuído por grandes áreas, nas raízes das cadeias de montanhas e
apresenta em geral os minerais típicos do metamorfismo (grupo dos alumino-silicatos).
Em função das condições de P e T temos os principais tipos de rochas metamórficas produzidas pelo
metamorfismo regional.
a) ARDÓSIA: Baixo grau de P e T.
Foliação incipiente
Formam-se a partir de argilitos e siltitos
Mica branca: muscovita e sericita
Clorita - mica / argilomineral verde.
b) FILITO: Grau algo mais elevado que a ardósia

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Foliação fraca (mas visível)
Mesma composição da ardósia
c) XISTO: Grau médio de metamorfismo
Rocha mais abundante do metamorfismo regional
Foliação bem definida, formando escamas
Composição variada (Diferentes fontes: rochas ígneas, sedimentares e
metamórficas).
d) GNAISSE: Alto grau de metamorfismo
Bandamento metamórfico
A partir de R. Ígneas (Granitos) e Sedimentares
Outros tipos de rochas metamórficas comuns são:
ANFIBOLITOS: Formados a partir de rochas ígneas básicas (basaltos, diabásios, gabros e etc.)
Constituídas por plagioclásio e hornblenda (anfibólio).
MÁRMORES: a partir de calcários e dolomitos (se caracterizam pelos constituinte minerais
mais grosseiros que as rochas fontes).
QUARTZITOS: Formam-se a partir de arenitos ortoquartzíticos (quatzosos).
3.3.4 - Síntese da Classificação das Rochas Metamórficas
 Cataclásticas: a) Brechas Tectônicas e b) Milonitos
 De Contato: Hornfels
 Regionais: Ardósia, filito, xisto e gnaisse. Citam-se ainda: Anfibolitos, Quartzitos e Mármores.
Tabela 5 - Tabela de classificação simplificada das rochas metamórficas.

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*Adaptação da apostila elaborada pelo Prof. Ronaldo Mincato